Deniz tabanı yayılması, deniz tabanından yayılan yeni okyanus kabuğunun volkanik aktivite ile oluşup, sonra yavaş yavaş tepeden hareket ettikten sonra, okyanus ortası sırtlarla ortaya çıkan bir süreçtir. Deniz dibi yayılması, levha tektoniği teorisi, kıtaların kayması açıklamaya yardımcı olur. Okyanusal plakaları sapmak, tensional stres kırıkları kabuğunun oluşmasına neden olur. Bazaltik magma yeni deniz tabanı forma okyanus tabanında kırıklar ve soğur yükselir. Büyük kayalar küçük kayalar yakın yayılan bölgeyi tespit edilecek süre yayılan bölgesinden uzakta bulunacaktır.

Kıtalar "denizde sürülmüş" seklinde adlandırılmasından önce (Alfred Wegener tarafından örneğin Alexander du Toit) önceki teorileri vardı. Merkezi bir eksen genişletir (ve kıta taşır) hareket dibin kendisi bu fikri Harry Hess tarafından Princeton Üniversitesi 1960 yılında ortaya atılmıştır. Bu teori artık kabul edilmiş olup bu fenomen konveksiyon akımları ile plastik, çok zayıf üst manto veya astenosfere neden olduğu bilinmektedir.

Çalışma tarihi[değiştir | kaynağı değiştir]

Alfred Wegener ve Alexander du Toit'in teorileri hareket halindeki kıtaların sabit ve taşınmaz deniz tabanından "sürüldüğünü" öne sürdü. Deniz tabanının kendisinin hareket ettiği ve kıtaların merkezi bir yayılma ekseninde zaman içinde yayılması fikrini, 1960'larda Princeton Üniversitesi'nden Harold Hammond Hess ve San Diego'daki ABD Deniz Elektronik Laboratuvarı Robert Dietz tarafından 1960'lı yıllarda öne sürülmüştür.^[1][2]

Önemi[değiştir | kaynağı değiştir]

Deniz tabanı yayılması, plaka tektoniği teorisinde kıtaların sürüklenmesine açıklık getirir. Okyanus plakaları ayrıldığında, gerilme stresi litosfer kırıkların oluşmasına neden olur. Deniz tabanı yayılma sırtları için hareket edici kuvvet, yayılma sırtlarında tipik olarak önemli magma aktivitesi olmasına rağmen, magma basıncı yerine batma bölgelerinde tektonik plaka levha çekme kuvvetidir. Yavaşlama yapmayan plakalar, yükseltilmiş okyanus ortası sırtlarından yer çekimi ile sırt itme adı verilen bir işlemden geçirilir. Yayılan bir merkezde, bazaltik magma, yeni deniz yatağı oluşturmak için okyanus tabanındaki kırıkları harekete geçirir.^[3] Eski kayalar yayılma bölgesinden daha uzakta bulunurken, daha genç kayalar yayılma bölgesine daha yakın bulunur. Yayılma oranı, bir okyanus havzasının deniz tabanının yayılması nedeniyle genişleme hızıdır. (Bir okyanus ortası sırtının her iki tarafındaki her tektonik plakaya yeni okyanus litosferinin eklenme oranı, yayılma yarı hızıdır ve yayılma hızının yarısına eşittir). Yayılma oranları sırtın hızlı mı, orta mı yoksa yavaş mı olduğunu belirler. Genel bir kural olarak, hızlı sırtların yılda 90 mm'den fazla yayılma oranları vardır. Ara sırtların yayılma oranı 40–90 mm / yıl iken, yavaş yayılma sırtlarının oranı 40 mm / yıl'ın altındadır. Bilinen en yüksek oran 200 mm / yıl'ın üzerindedir. doğu pasifik Yükselişinde Miyosen 1960'larda Dünya'nın manyetik alanının jeomanyetik tersine çevrilmesinin geçmiş kaydı, okyanus tabanında manyetik şerit "anomalileri" gözlemlenerek fark edildi. Bu, geçmiş manyetik alan polaritesinin, deniz yüzeyinde çekilen bir manyetometre ile toplanan verilerden veya bir uçaktan çıkarılabildiği, genel olarak belirgin "şeritler" ile sonuçlanır. Okyanus ortası sırtının bir tarafındaki çizgiler diğer taraftakilerin ayna görüntüsüdür. Bilinen bir yaşta bir geri dönüşün tanımlanması ve bu geri dönüşün yayılma merkezinden uzaklığının ölçülmesi ile yayılma yarı oranı hesaplanabilir.^[4]

Alıcının yayılması[değiştir | kaynağı değiştir]

Genel olarak, deniz tabanının yayılması bugünkü Kızıldeniz-Doğu Afrika Yarık Sistemi'ne benzer bir kıta kara kütlesinde bir yarık olarak başlar. Süreç kıta kabuğunun tabanında ısınarak başlar, bu da daha plastik ve daha az yoğun olmasına neden olur. Daha yoğun nesnelerle ilişkili olarak daha az yoğun nesneler yükseldiğinden, ısıtılan alan geniş bir kubbeye benzer bir şekil haline gelir Kabuk yukarı doğru yayıldıkça, yavaş yavaş çatlaklara dönüşen kırıklar oluşur. Tipik yarık sistemi yaklaşık 120 derecelik açılarda üç yarık koldan oluşur. Bu alanlar üçlü kavşaklar olarak adlandırılır ve bugün dünyanın çeşitli yerlerinde bulunabilir. Kıtaların ayrılan marjları pasif marjlar oluşturmak için gelişir.

Deniz tabanı yayılması işlem sırasında durabilir, ancak kıtanın tamamen koptuğu noktaya kadar devam ederse, yeni bir okyanus havzası oluşturulur. Kızıldeniz henüz Arabistan'ı Afrika'dan tamamen ayırmadı, ancak Afrika'nın diğer tarafında da tamamen özgür olan benzer bir özellik bulunabilir.^[5]

Yayılma merkezi[değiştir | kaynağı değiştir]

Deniz tabanının yayılması, okyanus ortası sırtların tepeleri boyunca dağılmış olan yayılma merkezlerinde meydana gelir. Yayılma merkezleri, dönüşüm hatalarına veya üst üste binen yayılma merkezi ofsetleriyle sonuçlanır. Bir yayılma merkezi, birkaç kilometre ila on kilometre genişliğinde bir sismik olarak aktif plaka sınır bölgesi, okyanus kabuğunun en genç olduğu sınır bölgesi içindeki kabuk birikimi ve iki tabakayı ayıran kabuk tabakası içinde bir çizgi içerir. ayırma plakaları.^[6] Kabuk toplanma bölgesi içinde, aktif volkanizmanın meydana geldiği 1–2 km genişliğinde neovolkanik bir bölge vardır.

Sürdürme ve yaymaya devam etme[değiştir | kaynağı değiştir]

Okyanus ortası sırttan yeni deniz tabanı oluşup yayıldıkça zaman içinde yavaş yavaş soğudu. Bu nedenle, daha eski deniz tabanı, yeni deniz tabanından daha soğuktur ve izostasyum nedeniyle yeni okyanus havzalarından daha derindir. Yeni kabuk üretimine rağmen dünyanın çapı nispeten sabit kalırsa, kabuğun da yok edildiği bir mekanizma mevcut olmalıdır. Okyanus kabuğunun yok edilmesi, okyanus kabuğunun kıtasal kabuk veya okyanus kabuğu altında zorlandığı batma bölgelerinde meydana gelir. Bugün, Atlas havzası aktif olarak Orta Atlantik Ortası Sırtı'nda yayılıyor. Atlas'ta üretilen okyanus kabuğunun sadece küçük bir kısmı bastırılmıştır. Ancak, Pasifik Okyanusu'nu oluşturan plakalar, Pasifik Okyanusu'nun Ateş Çemberi olarak adlandırılan şeyde volkanik aktiviteye neden olan sınırlarının birçoğu batma yaşıyor. Pasifik aynı zamanda Nazca plakaları arasında 145 +/- 4 mm / yıl'a kadar yayılma oranları ile dünyanın en aktif serpme merkezlerinden (Doğu Pasifik Yükselişi) birine ev sahipliği yapmaktadır.^[7] Atlantik Ortası Sırtı yavaş yayılan bir merkez iken Doğu Pasifik Yükselişi hızlı yayılmaya bir örnektir.Yavaş ve orta hızda yayılma merkezleri çatlak bir vadi sergilerken, hızlı kabuk birikimi bölgesinde eksenel bir yükseklik bulunur.^[8] Yayılma oranlarındaki farklılıklar sadece sırtların geometrilerini değil, aynı zamanda üretilen bazaltların jeokimyasını da etkiler.

Yeni okyanus havzaları eski okyanus havzalarından daha sığ olduğu için, aktif deniz tabanının yayıldığı zamanlarda dünya okyanus havzalarının toplam kapasitesi azalmaktadır. Atlas Okyanusu'nun açılması sırasında Deniz seviyesi o kadar yüksekti ki, Kuzey Amerika'da Meksika Körfezi'nden Kuzey Buz Denizi'ne kadar bir Batı İç Denizyolu oluştu.

Tartışma ve mekanizma arayışı[değiştir | kaynağı değiştir]

Orta Atlantik Sırtı'nda (ve diğer okyanus ortası sırtlarında), üst mantodan gelen malzeme, plakalar birbirinden uzaklaştıkça yeni kabuk oluşturmak için okyanus levhaları arasındaki faylardan yükselir, ilk olarak kıta kayması olarak gözlemlenir. Ne zaman Alfred Wegener ilk 1912 yılında kıtasal sürüklenme bir hipotez sundu o okyanus kabuğunun içinden sürülmüş olduğu kıtaları önerdi. Bu imkânsızdı: okyanus kabuğu kıtasal kabuktan hem daha yoğun hem de daha serti. Buna göre, Wegener'in teorisi, özellikle ABD'de çok ciddiye alınmadı.

İlk başta yayılma itici gücünün mantoda konveksiyon akımları olduğu ileri sürüldü.^[9] O zamandan beri, kıtaların hareketinin plaka tektoniği teorisi ile deniz tabanına yayılmasıyla bağlantılı olduğu gösterilmiştir.^[10]

Aktif kenar boşluklarına sahip plakalara deniz tabanı yayılması için sürücü, onları çeken serin, yoğun, alttan çıkarma plakalarının veya slab çekmenin ağırlığıdır. Sırttaki magmatizmanın, levhaların kendi levhalarının ağırlığı altında ayrılmasından kaynaklanan pasif yükselme olarak kabul edilir.^[11][12] Bu, az sürtünmeli bir masadaki bir kilime benzer olarak düşünülebilir: halının bir kısmı masanın dışına çıktığında, ağırlığı halının geri kalanını onunla birlikte aşağı çeker. Bununla birlikte, Orta Atlantik sırtının kendisi, Küçük Antiller ve Scotia Arc'daki küçük düşüş dışında, batma bölgelerine çekilen plakalarla sınırlandırılmamıştır.. Bu durumda plakalar, sırt itme işleminde manto yukarı doğru kayar.

Kaynakça[değiştir | kaynağı değiştir]